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10.2: Ondas no mar - Geociências

10.2: Ondas no mar - Geociências


A maioria das ondas do mar são geradas pelo vento. O vento soprando na superfície da água cria pequenos distúrbios chamados ondas capilares, ou ondulações que começam com brisas suaves (Figura ( PageIndex {1} )). À medida que as ondas são produzidas, elas se opõem a um restaurando a força que tenta devolver a água à sua condição calma e de equilíbrio. A força restauradora das pequenas ondas capilares é a tensão superficial, mas para ondas maiores geradas pelo vento, a gravidade torna-se a força restauradora.

À medida que a energia do vento aumenta, também aumenta o tamanho, o comprimento e a velocidade das ondas resultantes. Existem três fatores importantes que determinam quanta energia é transferida do vento para as ondas e, portanto, o tamanho das ondas:

  • Vento Rapidez.
  • O duração do vento, ou por quanto tempo o vento sopra continuamente sobre a água.
  • A distância na qual o vento sopra na água na mesma direção, também conhecida como buscar.

Aumentar qualquer um desses fatores aumenta a energia das ondas de vento e, portanto, seu tamanho e velocidade. Mas há um limite máximo para o tamanho das ondas geradas pelo vento. À medida que a energia eólica aumenta, as ondas recebem mais energia e ficam maiores e mais íngremes (lembre-se da seção 10.1 que a inclinação das ondas = altura / comprimento de onda). Quando a altura da onda excede 1/7 do comprimento de onda, a onda se torna instável e colapsa, formando espumas. Em condições de vento forte, a superfície do oceano torna-se uma mistura irregular de ondas agitadas e brancas geradas pelo vento. O termo estado do mar descreve o tamanho e a extensão das ondas geradas pelo vento em uma área específica. Quando as ondas estão em seu tamanho máximo para a velocidade do vento existente, duração e fetch, é referido como um mar totalmente desenvolvido. O estado do mar é frequentemente relatado no Escala Beaufort, variando de 0-12, onde 0 significa condições calmas, sem vento e sem ondas, enquanto Beaufort 12 é um furacão (ver caixa abaixo).

A Escala Beaufort

A escala Beaufort é usada para descrever as condições do vento e do estado do mar no oceano. É uma escala observacional baseada no julgamento do observador, ao invés de uma ditada por medições precisas da altura da onda. Beaufort 0 representa condições calmas e planas, enquanto Beaufort 12 representa um furacão.

(Imagens do Serviço Nacional de Meteorologia dos Estados Unidos (http://www.crh.noaa.gov/mkx/marinefcst.php) [Domínio público], via Wikimedia Commons).

Um mar totalmente desenvolvido geralmente ocorre em condições de tempestade, onde ventos fortes criam um padrão caótico e aleatório de ondas e espumas de tamanhos variados. As ondas se propagam a partir do centro da tempestade, impulsionadas pelos fortes ventos. No entanto, à medida que a tempestade diminui e os ventos enfraquecem, esses mares irregulares se organizarão em padrões mais ordenados. Lembre-se de que as ondas do oceano aberto geralmente serão ondas de águas profundas e sua velocidade dependerá de seu comprimento de onda (seção 10.1). À medida que as ondas se afastam do centro da tempestade, elas se classificam com base na velocidade, com ondas de comprimento de onda mais longo viajando mais rápido do que ondas de comprimento de onda mais curto. Isso significa que, eventualmente, todas as ondas em uma determinada área estarão viajando com o mesmo comprimento de onda, criando ondas regulares de longo período chamadas inchar (Figura ( PageIndex {2} )). Experimentamos o swell como o movimento lento para cima e para baixo ou de balanço que sentimos em um barco, ou com a chegada regular das ondas na costa. O swell pode percorrer distâncias muito longas sem perder muita energia, por isso podemos observar grandes swell chegando à costa mesmo onde não há vento local; as ondas foram produzidas por uma tempestade distante da costa e foram classificadas em swell conforme viajavam em direção à costa.

Como o swell viaja por longas distâncias, eventualmente swells vindos de diferentes direções irão se chocar e, quando o fazem, criam padrões de interferência. O padrão de interferência é criado adicionando-se os recursos das ondas, e o tipo de interferência criada depende de como as ondas interagem entre si (Figura ( PageIndex {3} )). Interferência construtiva ocorre quando as duas ondas estão completamente em fase; a crista de uma onda se alinha exatamente com a crista da outra onda, assim como os vales das duas ondas. Adicionar as duas cristas juntas cria uma crista que é mais alta do que em qualquer uma das ondas de origem, e adicionar as depressões cria uma depressão mais profunda do que nas ondas originais. O resultado da interferência construtiva é, portanto, criar ondas maiores do que as ondas da fonte original. Em Interferência destrutiva, as ondas interagem completamente fora de fase, onde a crista de uma onda se alinha com o vale da outra onda. Nesse caso, a crista e a depressão trabalham para se anularem, criando uma onda que é menor do que qualquer uma das ondas de origem. Na realidade, é raro encontrar interferência construtiva ou destrutiva perfeita conforme mostrado na Figura ( PageIndex {3} ). A maioria das interferências por ondas no mar é interferência mista, que contém uma mistura de interferência construtiva e destrutiva. As ondas de interação não têm o mesmo comprimento de onda, portanto, alguns pontos mostram interferência construtiva e alguns pontos mostram interferência destrutiva, em vários graus. Isso resulta em um padrão irregular de ondas pequenas e grandes, chamado batida de surf.

É importante ressaltar que esses padrões de interferência são apenas distúrbios temporários e não afetam as propriedades das ondas de origem. Os swells em movimento interagem e criam interferência onde se encontram, mas cada onda continua sem ser afetada depois que os swells passam uns pelos outros.

Cerca de metade das ondas em mar aberto têm menos de 2 m de altura e apenas 10-15% ultrapassam 6 m. Mas o oceano pode produzir algumas ondas extremamente grandes. A maior onda de vento medida com segurança no mar ocorreu no Oceano Pacífico em 1935 e foi medida pelo navio-tanque USS Ramapo. Sua tripulação mediu uma onda de 34 m ou cerca de 112 pés de altura! Ocasionalmente, a interferência construtiva produzirá ondas excepcionalmente grandes, mesmo quando todas as ondas circundantes têm altura normal. Essas ondas grandes e aleatórias são chamadas ondas traiçoeiras (Figura ( PageIndex {4} )). Uma onda traiçoeira é geralmente definida como uma onda que tem pelo menos duas vezes o tamanho da altura significativa da onda, que é a altura média do terço mais alto das ondas na região. Não é incomum ondas traiçoeiras atingirem alturas de 20 m ou mais.

Ondas perigosas são particularmente comuns na costa sudeste da África do Sul, uma região conhecida como "costa selvagem". Aqui, as ondas de tempestade da Antártica movem-se para o norte na direção da Corrente de Agulhas, e a energia das ondas se concentra em uma área estreita, levando a uma interferência construtiva. Esta área pode ser responsável pelo afundamento de mais navios do que em qualquer outro lugar da Terra. Em média, cerca de 100 navios são perdidos a cada ano em todo o mundo, e muitas dessas perdas são provavelmente devido a ondas violentas.

As ondas no Oceano Antártico são geralmente bastante grandes (as áreas vermelhas na Figura ( PageIndex {2} )) por causa dos ventos fortes e da falta de massas de terra, que fornecem aos ventos uma extensão muito longa, permitindo que soprem desimpedido sobre o oceano por distâncias muito longas. Essas latitudes foram chamadas de “Fortes anos quarenta”, “Furious Fifties” e “Screaming Sixties” devido aos ventos fortes.


8.1 A escala de tempo geológico

William Smith trabalhou como agrimensor nas indústrias de mineração de carvão e construção de canais no sudoeste da Inglaterra no final dos anos 1700 e início dos anos 1800. Enquanto fazia seu trabalho, ele teve muitas oportunidades de observar as rochas sedimentares paleozóicas e mesozóicas da região, e o fez de uma forma que poucos haviam feito antes. Smith notou as semelhanças e diferenças texturais entre as rochas em locais diferentes e, mais importante, ele descobriu que os fósseis podem ser usados ​​para correlacionar rochas da mesma idade. Smith é creditado por formular o princípio da sucessão faunística (o conceito de que tipos específicos de organismos viveram durante diferentes intervalos de tempo), e ele o usou com grande efeito em seu projeto monumental para criar um mapa geológico da Inglaterra e País de Gales, publicado em 1815. Para mais informações sobre William Smith, incluindo um grande cópia digital em escala do famoso mapa, consulte a página da Wikipedia de William Smith.

Inserido no grande mapa geológico de Smith, há um pequeno diagrama que mostra uma seção transversal geológica esquemática que se estende desde o estuário do Tamisa, no leste da Inglaterra, até a costa oeste do País de Gales. Smith mostra a sequência de rochas, desde as rochas paleozóicas de Gales e oeste da Inglaterra, passando pelas rochas mesozóicas do centro da Inglaterra, até as rochas cenozóicas da área ao redor de Londres (Figura 8.1.1). Embora Smith não tenha colocado nenhuma data nesses, porque ele não os conhecia, ele estava ciente do princípio de superposição (a ideia, desenvolvida muito antes pelo teólogo e cientista dinamarquês Nicholas Steno, de que as rochas sedimentares jovens se formam sobre as mais antigas), e então ele sabia que esse diagrama representava uma coluna estratigráfica. E como quase todos os períodos do Fanerozóico são representados ao longo dessa seção através do País de Gales e da Inglaterra, é uma escala de tempo geológica primitiva.

Figura 8.1.1 "Esboço da sucessão de estratos e suas altitudes relativas" de William Smith, uma inserção em seu mapa geológico da Inglaterra e País de Gales (com nomes de era adicionados).

O trabalho de Smith preparou o terreno para a nomeação e ordenação dos períodos geológicos, que foi iniciado por volta de 1820, primeiro por geólogos britânicos e, posteriormente, por outros geólogos europeus. Muitos dos períodos são nomeados para lugares onde rochas dessa idade são encontradas na Europa, como Cambrian para Cambria (País de Gales), Devoniano para Devon na Inglaterra, Jurássico para as Montanhas Jura na França e Suíça e Permiano para a região de Perm. Rússia. Alguns são nomeados devido ao tipo de rocha comum durante essa idade, como Carbonífero para as rochas carbonáticas da Inglaterra e Cretáceo para os gizes da Inglaterra e França.

As primeiras escalas de tempo eram apenas relativas porque os geólogos do século 19 não conheciam a idade das rochas. Essa informação não estava disponível até o desenvolvimento de técnicas de datação isotópica no início do século XX.

A escala de tempo geológica é mantida atualmente pela Comissão Internacional de Estratigrafia (ICS), que faz parte da União Internacional de Ciências Geológicas. A escala de tempo é continuamente atualizada à medida que aprendemos mais sobre o tempo e a natureza dos eventos geológicos anteriores. Você pode ver a escala de tempo do ICS online. Seria uma boa ideia imprimir uma cópia (em cores) para pendurar na parede enquanto você estuda geologia.

O tempo geológico foi dividido em quatro éons: Hadeano (4570 a 4850 Ma), Arqueano (3850 a 2500 Ma), Proterozóico (2500 a 540 Ma) e Fanerozóico (540 Ma até o presente). Conforme mostrado na Figura 8.1.2, os três primeiros deles representam quase 90% da história da Terra. O último, Fanerozóico (que significa “vida visível”), é a época com a qual estamos mais familiarizados porque as rochas fanerozóicas são as mais comuns na Terra e contêm evidências das formas de vida com as quais estamos familiarizados em vários graus.

Figura 8.1.2 Os quatro éons da história da Terra.

O éon fanerozóico - os últimos 540 milhões de anos da história da Terra - é dividido em três eras: o Paleozóico ("início da vida"), o Mesozóico ("vida média") e o Cenozóico ("nova vida"), e cada um destes é dividido em vários períodos (Figura 8.1.3). A maioria dos organismos com os quais compartilhamos a Terra evoluiu em vários momentos durante o Fanerozóico.

Figura 8.1.3 As eras (linha do meio) e períodos (linha de baixo) do éon fanerozóico. [Descrição da imagem]

A era Cenozóica, que representa os últimos 65,5 Ma, é dividida em três períodos: Paleógeno, Neógeno e Quaternário, e sete épocas (Figura 8.1.4). Os dinossauros foram extintos no início do Cenozóico, após o qual pássaros e mamíferos irradiaram para preencher os habitats disponíveis. A Terra era muito quente durante o início do Eoceno e tem esfriado continuamente desde então. As geleiras apareceram pela primeira vez na Antártica no Oligoceno e depois na Groenlândia no Mioceno, e cobriram grande parte da América do Norte e da Europa no Pleistoceno. A mais recente das glaciações do Pleistoceno terminou há cerca de 11.700 anos. A época atual é conhecida como Holoceno. As épocas são divididas em idades (também estágios), mas não entraremos nesse nível de detalhe aqui.

Figura 8.1.4 Os períodos (linha do meio) e épocas (linha de baixo) da era Cenozóica. [Descrição da imagem]

A maioria das fronteiras entre os períodos e épocas da escala de tempo geológica foram fixadas com base em mudanças significativas no registro fóssil. Por exemplo, como já observado, a fronteira entre o Cretáceo e o Paleógeno coincide exatamente com uma extinção em massa devastadora. Isso não é uma coincidência. Os dinossauros e muitos outros tipos de organismos foram extintos nesta época, e a fronteira entre os dois períodos marca a divisão entre rochas sedimentares com organismos do Cretáceo (incluindo dinossauros) abaixo e organismos paleogênicos acima.

Descrições de imagens

Figura 8.1.3 descrição da imagem: As eras e períodos que constituem o Eon Fanerozóico.
Era Período Intervalo de tempo
Paleozóico Cambriano 488 a 540 Ma
Paleozóico Ordoviciano 488 a 444 Ma
Paleozóico siluriano 444 a 416 Ma
Paleozóico devoniano 416 a 359 Ma
Paleozóico Carbonífero 359 a 299 Ma
Paleozóico Permian 299 a 251 Ma
Mesozóico Triássico 251 a 202 Ma
Mesozóico jurássico 202 a 146 Ma
Mesozóico Cretáceo 146 a 65,5 Ma
Cenozóico Paleógeno 65,5 a 23 Ma
Cenozóico Neógeno 23 a 2,6 Ma
Cenozóico Quaternário 2,6 Ma para apresentar

Figura 8.1.4 descrição da imagem: Os períodos e épocas que constituem a era Cenozóica.
Período Época Intervalo de tempo
Paleógeno Paleoceno 65,5 a 55,8 Ma
Paleógeno eoceno 55,8 a 33,9 Ma
Paleógeno Oligoceno 33,9 a 23,0 Ma
Neógeno Mioceno 23,0 a 5,3 Ma
Neógeno Plioceno 5,3 a 2,6 Ma
Quaternário Pleistoceno 2,6 Ma a 11.700 anos atrás
Quaternário Holoceno 11.700 anos atrás até o presente

Atribuições de mídia

  • Figura 8.1.1: & # 8220Esboço da sucessão de estratos e suas altitudes relativas & # 8221 por William Smith. Adaptado por Steven Earle. Domínio público.
  • Figuras 8.1.2, 8.1.3, 8.1.4: © Steven Earle. CC BY.

o princípio de que a vida na Terra evoluiu de forma ordenada e que podemos esperar sempre encontrar fósseis de um tipo específico em rochas de uma idade específica

o princípio de que em uma seqüência de rochas estratificadas que não são reviradas ou interrompidas por falhas, as mais antigas estarão no fundo e as mais novas no topo


17,1 ondas

As ondas se formam no oceano e em lagos porque a energia do vento é transferida para a água. Quanto mais forte o vento, mais ele sopra e maior é a área de água sobre a qual ele sopra (o buscar ), maiores serão as ondas.

Os parâmetros importantes de uma onda são os Comprimento de onda (a distância horizontal entre duas cristas ou duas depressões), o amplitude (a distância vertical entre um cocho e um crista ) e a velocidade da onda (a velocidade na qual as cristas das ondas se movem na água) (Figura 17.1.1).

Figura 17.1.1 Os parâmetros das ondas de água.

Os tamanhos e velocidades típicos das ondas em situações em que tiveram tempo suficiente para se desenvolver totalmente estão resumidos na Tabela 17.1. Em uma situação onde a busca é curta (digamos 19 km em um lago) e o vento é apenas moderado (19 km / h), as ondas se desenvolverão totalmente em 2 horas, mas permanecerão muito pequenas (amplitude média de cerca de 27 cm , comprimento de onda 8,5 m). Em um grande corpo d'água (o oceano ou um lago muito grande) com um trecho de 139 km e ventos de 37 km / h, as ondas se desenvolverão totalmente em 10 horas, a amplitude média será em torno de 1,5 me comprimento de onda médio em torno de 34 m. Em mar aberto, com ventos fortes (92 km / h) que sopram por pelo menos 69 horas, as ondas atingirão em média cerca de 15 m de altura e seus comprimentos de onda serão superiores a 200 m. Ondas pequenas (amplitudes abaixo de um metro) tendem a ter declives relativamente rasos (amplitude é de 3% a 4% do comprimento de onda), enquanto ondas maiores (amplitudes acima de 10 m) têm declives muito mais íngremes (amplitude é de 6% a 7% do comprimento de onda) . Em outras palavras, as ondas grandes não são apenas maiores do que as pequenas, mas também geralmente duas vezes mais íngremes e, portanto, muitas vezes mais impressionantes - e potencialmente perigosas. É importante reconhecer, entretanto, que as amplitudes diminuem com a distância da área onde as ondas foram geradas. Ondas em nossa costa que são geradas por uma tempestade perto do Japão terão comprimentos de onda semelhantes, mas amplitudes menores do que aquelas geradas por uma tempestade comparável perto da costa.

Tabela 17.1 Os parâmetros das ondas de vento em situações em que o vento sopra aproximadamente na mesma direção por tempo suficiente para que as ondas se desenvolvam totalmente. Os tempos de duração listados são os mínimos necessários para que as ondas se desenvolvam plenamente. [1]
[Pular Tabela]
Velocidade do vento (quilômetros por hora) Buscar (quilômetros) Duração (horas) Amplitude (metros) Comprimento de onda (metros) Período de onda (segundos) Velocidade da onda (metros por segundo) Velocidade da onda (quilômetros por hora)
19 19 2 0.27 8.5 3.0 2.8 10.2
37 139 10 1.5 33.8 5.7 5.9 19.5
56 518 23 4.1 76.5 8.6 8.9 32.0
74 1,313 42 8.5 136 11.4 11.9 42.9
92 2,627 69 14.8 212 14.3 14.8 53.4

Exercício 17.1 Altura da onda versus comprimento

Esta tabela mostra as amplitudes e comprimentos de onda típicos de ondas geradas em diferentes condições de vento. A inclinação de uma onda pode ser determinada a partir desses números e está relacionada à razão: amplitude / comprimento de onda.

  1. Calcule essas proporções para as ondas mostradas. O primeiro é feito para você.
  2. Como essas proporções mudariam com o aumento da distância do vento que produziu as ondas?

Ondas relativamente pequenas se movem a cerca de 10 km / he chegam em uma costa cerca de uma vez a cada 3 segundos. Ondas muito grandes se movem cerca de cinco vezes mais rápido (mais de 50 km / h), mas como seus comprimentos de onda são muito mais longos, elas chegam com menos frequência - cerca de uma vez a cada 14 segundos.

À medida que uma onda se move pela superfície da água, a própria água se move para cima e para baixo e apenas se move um pouco na direção do movimento da onda. Quando isso acontece, um ponto na superfície da água descreve um círculo com diâmetro igual à amplitude da onda (Figura 17.1.2). Esse movimento também é transmitido para a água abaixo dela, e a água é perturbada por uma onda a uma profundidade de aproximadamente metade do comprimento de onda. O movimento das ondas é ilustrado de forma bastante clara no site “Ondas de vento” da Wikipedia. Se você olhar atentamente para a animação e focar nos pequenos pontos brancos na água, poderá ver como a quantidade que eles se movem diminui com a profundidade.

Figura 17.1.2 O movimento orbital de uma parcela de água (ponto preto) conforme uma onda se move pela superfície.

A profundidade de perturbação de meio comprimento de onda da água abaixo de uma onda é conhecida como a base de onda . Como as ondas do mar raramente têm comprimentos de onda superiores a 200 m, e o oceano aberto tem vários milhares de metros de profundidade, a base das ondas normalmente não interage com o fundo do oceano. No entanto, conforme as ondas se aproximam da água muito mais rasa perto da costa, elas começam a “sentir” o fundo e são afetadas por essa interação (Figura 17.1.3). As “órbitas” das ondas são achatadas e reduzidas ao arrastar, e as implicações são que a amplitude da onda (altura) aumenta e o comprimento da onda diminui (as ondas se tornam muito mais íngremes). O resultado final disso é que as ondas se inclinam para a frente e, por fim, quebram (Figura 17.1.4).

Figura 17.1.3 O efeito das ondas se aproximando de uma costa arenosa. Figura 17.1.4 Ondas quebrando na costa em Greensand Beach, Havaí (a areia é verde porque é composta principalmente de olivina mineral erodida das rochas vulcânicas próximas). Figura 17.1.5 Ondas se aproximando da costa de Long Beach no Parque Nacional Pacific Rim. Conforme as ondas (representadas por linhas brancas) se aproximam da costa, elas são refratadas para se tornarem mais paralelas à praia e seu comprimento de onda diminui.

As ondas normalmente se aproximam da costa em um ângulo, e isso significa que uma parte da onda sente o fundo antes do resto, então a parte que sente o fundo primeiro desacelera primeiro. Esse processo é ilustrado na Figura 17.1.5, que se baseia em uma fotografia aérea mostrando ondas reais se aproximando de Long Beach na Ilha de Vancouver. Quando a foto foi tirada, as ondas (com cristas mostradas como linhas brancas no diagrama) estavam se aproximando em um ângulo de cerca de 20 ° em relação à praia. As ondas alcançaram primeiro a costa no extremo sul (& # 8220a & # 8221 na imagem). Conforme eles se moviam para águas rasas, eles foram desacelerados e, como as partes das ondas ainda em águas profundas (& # 8220b & # 8221 na imagem) não foram desaceleradas, eles foram capazes de alcançá-los e, assim, as ondas tornaram-se mais paralelas à praia .

Figura 17.1.6 A geração de uma corrente litorânea por ondas que se aproximam da costa em um ângulo.

Em águas abertas, essas ondas tinham comprimentos de onda próximos a 100 m. Nas águas rasas mais próximas da costa, os comprimentos de onda diminuíram para cerca de 50 m e, em alguns casos, até menos.

Mesmo que dobrem e se tornem quase paralelas à costa, a maioria das ondas ainda atinge a costa em um pequeno ângulo e, conforme cada uma chega, empurra a água ao longo da costa, criando o que é conhecido como um corrente litorânea dentro do zona de surf (as áreas onde as ondas estão quebrando) (Figura 17.1.6).

Exercício 17.2 Refração de onda

Figura 17.1.7

Uma série de ondas (linhas tracejadas) está se aproximando da costa no mapa mostrado aqui.

A localização do contorno de profundidade equivalente a 1/2 do comprimento de onda é mostrada como uma linha tracejada vermelha.

Desenhe as próximas ondas, mostrando como seus padrões mudarão à medida que se aproximam de águas rasas e da costa.

Mostre, com setas, a direção da corrente costeira resultante.

Outro efeito importante das ondas que atingem a costa em um ângulo é que quando elas chegam à praia, elas o fazem em um ângulo, mas quando a mesma onda de água flui de volta para a praia, ela se move direto para baixo da encosta da praia ( Figura 17.1.8). A água que se move para cima, conhecida como a swash , empurra partículas de sedimento ao longo da praia, enquanto a água que se move para baixo, o retrolavagem , os traz de volta. A cada onda que sobe e desce na praia, as partículas de sedimento se movem ao longo da praia em zigue-zague.

Os efeitos combinados do transporte de sedimentos dentro da zona de arrebentação pela corrente litorânea e o movimento de sedimentos ao longo da praia por swash e backwash são conhecidos como deriva litorânea . A deriva litorânea move uma quantidade enorme de sedimentos ao longo das costas (oceanos e grandes lagos) ao redor do mundo e é responsável por criar uma variedade de características de deposição que discutiremos na seção 17.3.

Figura 17.1.9 A formação de correntes rip em uma praia com ondas fortes.

UMA rasgar a corrente é outro tipo de corrente que se desenvolve na área próxima à costa e tem o efeito de retornar a água que foi empurrada para a costa pelas ondas que chegam. Conforme mostrado na Figura 17.1.9, as correntes de retorno fluem diretamente da costa e são alimentadas pelas correntes litorâneas. Eles morrem rapidamente fora da zona de surf, mas podem ser perigosos para os nadadores que ficam presos neles. Se parte da praia não tiver uma forte corrente costeira unidirecional, as correntes de fuga podem ser alimentadas por correntes costeiras indo em ambas as direções.

Figura 17.1.10 Correntes ripadas na praia Tunquen, no centro do Chile.

As correntes rip são visíveis na Figura 17.1.10, uma praia em Tunquen, no Chile, perto de Valparaíso. Como se pode ver na foto, os rasgos correspondem a bordados no perfil da praia. Três deles são indicados com setas, mas parece que pode haver vários outros mais ao longo da praia.

As marés estão relacionadas a ondas de comprimento de onda muito longo, mas de baixa amplitude na superfície do oceano (e em muito menor grau em lagos muito grandes) que são causadas por variações nos efeitos gravitacionais do Sol e da Lua. As amplitudes das marés nas áreas costeiras variam dramaticamente de um lugar para outro. Na costa oeste do Canadá, a amplitude das marés é relativamente alta, em algumas áreas até 6 m, enquanto na maior parte da costa leste a amplitude é menor, normalmente em torno de 2 m. Uma grande exceção é a Baía de Fundy entre a Nova Escócia e New Brunswick, onde o alcance diário pode chegar a 16 m. Marés anômalas como essa estão relacionadas ao formato e tamanho das baías e enseadas, o que pode aumentar significativamente a amplitude da onda. A Baía de Fundy tem um ciclo natural de oscilação de 12,5 horas, e que corresponde à frequência de subida e descida das marés no Oceano Atlântico adjacente. A Baía de Ungava, na costa norte de Quebec, tem uma amplitude de marés similarmente alta.

À medida que as marés sobem e descem, elas empurram e puxam um grande volume de água para dentro e para fora das baías, enseadas e ao redor das ilhas. Eles não têm um impacto tão significativo na erosão e deposição costeira como as ondas de vento, mas têm uma influência importante na formação de feições dentro da zona entremarés, como veremos nas seções a seguir.


Nove cavernas marítimas famosas ao redor do mundo com fotos

As cavernas marinhas são os pontos turísticos mais bonitos da natureza. Formadas pela força constante e tremenda das ondas em um ponto enfraquecido da linha da costa ou da falésia costeira, fazendo com que elas se rompam por dentro e tomem forma ao longo dos anos, as cavernas marinhas passaram a existir em todo o mundo, algumas pequenas e outras grandes. Intrigado com o mistério dessas cavernas marinhas, pessoas de longe e de perto vêm explorá-las. Enquanto as duas cavernas marinhas mais conhecidas são a Caverna Fingal da Europa na Ilha Staffa na Escócia e a Gruta Azul de Capri, as Ilhas Gregas, os estados costeiros do oeste dos Estados Unidos, as Ilhas Bristish e as Ilhas Havaianas possuem uma variedade de igualmente esplêndidas cavernas marinhas.

Cavernas marinhas podem ser exploradas em barcos ou a pé durante a maré baixa, o que é considerado aconselhável, pois uma onda carrega mais força dentro de uma caverna. Ao contrário das cavernas terrestres, dentro de uma caverna marinha não há esculturas ou entalhes para ver ou profundidades para explorar. O que então chama a atenção? É a pura beleza e existência da vida marinha. Vamos fazer um tour dourado para uma visão visual de algumas das cavernas marinhas mais cativantes do mundo.

Caverna do Mar de Fingal:

A Caverna do Mar de Fingal, na ilha escocesa de Staffa, é de longe a caverna do mar mais famosa que o mundo já conheceu. Sua estrutura única formada por colunas de basalto hexagonalmente articuladas é uma verdadeira obra da Mãe Natureza. As colunas formam uma passagem suplicante, convidando os visitantes a explorar o interior.

Caverna do Mar Waiahuakua:

A caverna do mar Waiahuaka, localizada ao longo da costa de Na Pali, na ilha havaiana de Kauai, é a segunda mais longa e uma das mais belas cavernas do mar do mundo. Tem mais de 350 metros de comprimento e destaca-se pela sua entrada e saída, razão pela qual também é conhecida como Gruta da Porta Dupla. A característica mais impressionante desta caverna é uma cachoeira que flui de uma fenda no telhado da rocha.

Cavernas do Leão Marinho:

A maior Caverna Marinha da América em Florença, Oregon, é o lar dos leões marinhos. Durante o inverno frio, você pode encontrá-los amontoados, enquanto no verão eles podem ser pegos se aquecendo no calor.

Cavernas do Mar de Paphos:

Localizadas na costa acidentada ao norte de Coral Bay, em Chipre, as Cavernas do Mar de Paphos com suas colunas rochosas e cavernas naturais são uma imagem de tranquilidade e calma.

Caverna do Mar Profundo:

Deep Sea Caves são uma emoção absoluta para mergulhadores subaquáticos que procuram explorar o complexo sistema de cavernas e a vida marinha existente lá dentro, que não são encontrados em nenhum outro lugar.

Caverna do Mar, Malta:

A Blue Grotto Sea Cave em Malta é uma visão atraente. Batizada com o nome da Gruta Azul em Capri, esta caverna natural do mar tem uma arcada alta na entrada pela qual os visitantes entram em barcos. É composto por seis cavernas que brilham com o reflexo das águas límpidas e azuis do mar.

Caverna do Mar da Inglaterra:

A Caverna do Mar de Mewstone, na Inglaterra, parece recém-saída de um conto de fadas. A entrada permite uma visão do sol poente no horizonte que torna a visão impressionante.

Restaurante Sea Cave, Itália:

Experimente as maravilhas de jantar no mar no restaurante italiano Sea Cave em Grotta Palazzese. O restaurante centenário esculpido na superfície de calcário do penhasco e se projetando a 22 metros acima do nível do mar oferece aos viajantes uma experiência gastronômica única.

Vida marinha nas cavernas do mar:

Os microrganismos são a vida do mar. Minúsculos em tamanho e quase invisíveis a olho nu, eles prosperam em lugares onde a maioria das outras espécies marinhas não consegue. Algumas outras criaturas marinhas comuns que podem ser encontradas nas paredes e no chão de uma caverna marinha são cracas, esponjas, pequenos tubarões-leopardo e leões-marinhos.


10.2: Ondas no mar - Geociências

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Os artigos de destaque representam a pesquisa mais avançada com potencial significativo de alto impacto no campo. Artigos de destaque são submetidos a convite individual ou recomendação dos editores científicos e passam por revisão por pares antes da publicação.

O Artigo pode ser um artigo de pesquisa original, um estudo de pesquisa substancial que frequentemente envolve várias técnicas ou abordagens, ou um artigo de revisão abrangente com atualizações concisas e precisas sobre os últimos avanços no campo que analisa sistematicamente os avanços mais interessantes na área científica literatura. Este tipo de papel fornece uma perspectiva sobre as futuras direções de pesquisa ou possíveis aplicações.

Os artigos do Editor’s Choice são baseados nas recomendações dos editores científicos de periódicos MDPI de todo o mundo. Os editores selecionam um pequeno número de artigos publicados recentemente na revista que eles acreditam ser particularmente interessantes para os autores ou importantes neste campo. O objetivo é fornecer um instantâneo de alguns dos trabalhos mais interessantes publicados nas várias áreas de pesquisa da revista.


Ocean Science

Ocean Science (OS) é um periódico científico internacional sem fins lucrativos de acesso aberto, dedicado à publicação e discussão de artigos de pesquisa, comunicações breves e artigos de revisão sobre todos os aspectos da ciência oceânica: experimental, teórica e de laboratório. O objetivo principal é publicar um periódico científico de altíssima qualidade com acesso gratuito à Internet para pesquisadores e outras pessoas interessadas em todo o mundo.

As métricas do diário foram atualizadas e os números atuais estão disponíveis na visão geral das métricas do diário.

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A Ocean Science (OS) tem o prazer de anunciar a publicação de seu primeiro artigo "Cartas". Cartas do sistema operacional são artigos de pesquisa curtos, destacados pela EGU como relatando resultados particularmente importantes e avanços importantes em um estilo conciso e envolvente. Consulte Mais informação.

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A partir de 1º de novembro de 2020, a liquidação direta das despesas de processamento de artigos (APCs) entre as Publicações ETH Zurich e Copernicus será válida para os autores correspondentes.

A partir de 1º de novembro de 2020, a liquidação direta das despesas de processamento de artigos (APCs) entre as Publicações ETH Zurich e Copernicus será válida para os autores correspondentes.


Resultados e discussão

Em dados sísmicos marinhos rasos, especialmente no caso de dados pós-críticos, é muito difícil ter informações sobre as camadas mais rasas do subsolo, o que influencia a imagem das partes mais profundas. A análise integrada das ondas Scholte e ondas P identificadas nos registros de tiro demonstrou um método de trabalho para extrair informações importantes, especialmente sobre o subsolo raso.

A primeira etapa consistiu na inversão das ondas de Scholte para obtenção da informação Vs. O perfil Vs no tiro 500 atingiu uma profundidade de 160 & # x000a0m, enquanto os outros perfis Vs investigados mostraram profundidades mais limitadas com uma profundidade mínima de cerca de 90 & # x000a0m no tiro 2.500. O Vs é cerca de 200 & # x000a0m / s nos primeiros 20 & # x000a0m e atinge 400 & # x000a0m / s por cerca de 50 & # x000a0m abaixo do fundo do mar. Do tiro 2000 ao tiro 2.500, o Vs mostra uma diminuição em relação à profundidade em comparação com outros perfis (Figura 4). As estimativas de Vs foram então convertidas para Vp usando a relação para arenito saturado com água proposta por Castagna et al. (1985 Eq. 5). Os perfis Vp obtidos nas posições de tiro selecionadas foram interpolados linearmente para obter uma distribuição Vp ao longo da linha sísmica. A parte mais profunda da seção de velocidade foi obtida integrando as velocidades de empilhamento e os dados do poço. As already mentioned, the stacking velocities were adopted to constrain the velocity fields until a depth of about 800 m, while the well data led to extend the analysis down to a depth of 1,500 m. The final velocities reveal values raging from ca. 1,550 m/s in the near surface (first 30 m) to about 2,750 m/s at 1,500 m below sea-floor.

The WED application allowed us to strongly attenuate undesired signals, such as the Scholte waves and multiples. In fact, these events do not verify the wave equation, so during the WED application they are considered as coherent noises. The migrated seismic section (Figure 7) better images features that were only partially evident in the previous versions of the seismic line where a standard processing was applied (e.g., Figure 4 of Donda et al., 2013, Figure 6 of Donda et al., 2015, and Figure 5 of Zecchin et al., 2017). One of the most peculiar acoustic features is the portion characterized by high frequencies between CDP 4400 and 5,600, with a lower energy in the uppermost 0.3 s with respect to the surrounding area. This portion of the seismic line is clearly bounded by pull-down reflector configurations, well imaged at CDP 4400. Such reflector configurations possibly reflect the presence of gas, as previously stated (Donda et al., 2013 Donda et al., 2015 Donda et al., 2019). Our advanced processing procedure allows us to clearly image localized gas migration pathways and accumulations (Figure 7), and the stratigraphic setting of the late Quaternary succession, where glacioeustatic changes were predominant (i.e., Zecchin et al., 2017).


17.4 Sea-Level Change

Sea-level change has been a feature on Earth for as long as there have been oceans (billions of years), and it has important implications for coastal processes and both erosional and depositional features. There are three main mechanisms of sea-level change, as described below.

Eustatic sea-level changes are global sea-level changes related either to changes in the volume of glacial ice on land or to changes in the shape of the sea floor caused by plate tectonic processes. For example, changes in the rate of mid-ocean spreading will change the shape of the sea floor near the ridges, and this affects sea level.

Figure 17.4.1 Eustatic sea-level curve for the past 24 ka (sea-level rise resulting from the melting of glacial ice). Sea-level rise is global the locations listed in the caption are the places where data were acquired to create this diagram.

Over the past 20,000 years, there has been approximately 125 m of eustatic sea-level rise due to glacial melting. Most of that took place between 15,000 and 7,500 years ago during the major melting phase of the North American and Eurasian Ice Sheets (Figure 17.4.1). During that time the average rate of sea level rise was approximately 14 mm/y. At around 7,500 years ago, the rate of glacial melting and sea-level rise decreased dramatically. The average rate over the past 6000 years has been 0.5 mm/y. Anthropogenic climate change led to accelerating sea-level rise starting around 1870. Since then the average rate has been about 1.1 mm/y, but it has been gradually increasing. The current rate is over 3 mm/y.

Isostatic sea-level changes are local changes caused by subsidence or uplift of the crust related either to changes in the amount of ice on the land, or to growth or erosion of mountains.

Almost all of Canada and parts of the northern United States were covered in thick ice sheets at the peak of the last glaciation. Following the melting of this ice there has been an isostatic rebound of continental crust in many areas. This ranges from several hundred metres of rebound in the central part of the Laurentide Ice Sheet (around Hudson Bay) to 100 m to 200 m in the peripheral parts of the Laurentide and Cordilleran Ice Sheets—in places such as Vancouver Island and the mainland coast of B.C. In other words, although global sea level was about 130 m lower during the last glaciation, the glaciated regions were depressed at least that much in most places, and more than that in places where the ice was thickest.

Figure 17.4.2 This stream is on the southwest coast of Vancouver Island near Sooke. Like many other streams along this coast, it used to flow directly into the ocean, but the land has been uplifted by post-glacial isostatic rebound.

There is evidence of isostatic rebound along the southwest coast of Vancouver Island, where a number of streams enter the ocean as 5 m high waterfalls, as shown in Figure 17.4.2.

Tectonic sea-level changes are local changes caused by tectonic processes. The subduction of the Juan de Fuca Plate beneath British Columbia, Washington, Oregon and northern California is creating tectonic uplift (about 1 mm/year) along the western edge of the continent, although much of this uplift is likely to be reversed when the next large subduction-zone earthquake strikes.

Figure 17.4.3 Howe Sound, north of Vancouver, is a fjord filling a former glacial valley

Coastlines in areas where there has been net sea-level rise in the geologically recent past are commonly characterized by estuaries and fjords. Howe Sound, north of Vancouver, is an example of a fjord (Figure 17.4.3). This valley was filled with ice during the last glaciation, and there has been a net rise in sea level here since that time. Coastlines in areas where there has been net sea-level drop in the geologically recent past are characterized by uplifted wave-cut platforms (or stream valleys as shown in Figure 17.4.2). Uplifted beach lines are another product of relative sea-level drop, although these are difficult to recognize in areas with vigorous vegetation. They are relatively common in Canada’s far north.

Exercise 17.4 A holocene uplifted shore

The blue-grey sediments in the photo contain marine fossils of early Holocene age (

12,500 years ago) situated at about 60 m above sea level on Gabriola Island, BC. Explain how eustatic and isostatic sea-level change processes might have contributed to the existence of these materials at this elevation.

Figure 17.4.4 Early Holocene marine sediments at 60 m elevation on Gabriola Island, B.C.

Atribuições de mídia

sea level change related to a change in the volume of the oceans, typically because of an increase or decrease in the amount of glacial ice on land

the effect on relative sea level of a vertical adjustment of the crust resulting from a change in the mass of the crust (e.g., from losing or gaining ice)

relative sea level change related to the vertical motion of a crustal block caused by tectonic processes


Refraction of Ocean Waves: A Process Linking Underwater Topography to Beach Erosion

Waves out at sea, though usually forming a complex pattern, have essentially the same characteristics over large distances. Upon entering shallow water, these waves are transformed under the influence of bottom features, and such transformations may be so marked that breaker heights may vary greatly over short distances along the shore. The effect of bottom features upon waves can largely be interpreted in terms of a simple physical process-wave refraction. In turn, wave refraction may be responsible for alteration of the bottom features by accumulation or removal of sediments and, in this manner, be an important factor in beach erosion. In this report the role of wave refraction is first reviewed in the light of other processes affecting the transformation of waves in shallow water. The mechanism of refraction is illustrated by means of a few idealized examples, such as the refraction pattern along a straight uniformly sloping beach, over a submarine canyon and ridge, and around a headland. Next it is shown that extreme variations in breaker height along the beach north of La Jolla, California, can be computed for typical swell conditions, taking the complex local bottom topography and the orientation of the coastline into consideration. These changes are computed from refraction diagrams for typical swell conditions, and they compare favorably with observed changes in wave height, thus indicating that wave refraction is the primary mechanism controlling changes in wave height along a beach, and that friction, diffraction, and other processes can be of secondary importance only. Finally, it is noted that the transportation of sediments is dependent upon longshore currents, rip currents, and horizontal diffusion and that all these factors are greatly influenced by the existing refraction pattern.


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Last winter, the Coastal Commission approved an emergency permit to install riprap on the road to the parking lot at San Onofre State Beach, after the road partially collapsed because of high surf and tides.

One of Surfrider’s primary missions is to preserve surf spots, but that didn’t extend to waterfront parking in this case. Nelsen said his group opposed the emergency fix even though closing the beach lot would mean parking at the top of the cliff and hiking down.

Because the ocean is already moving toward the parking area, surfers and others headed to that beach might want to digest the prospect of clifftop parking, he said.

“That’s going to happen eventually,” he said. “Let’s come up with a plan. It’s a lot easier when you’re not in a crisis mode.”

The Coastal Commission’s Schwartz said that’s exactly what’s happening.

“State Parks has submitted their application for their long-term management plan for San Onofre/Surf Beach, which we will be bringing to the Commission for action the first half of 2019,” she said via email.


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